松辽盆地徐家围子断陷营城组粗面岩成因与隐爆机制

孟凡超，刘嘉麒，崔 岩

1.中国石油大学（华东）地球科学与技术学院，山东 青岛 266555

2.中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029

3.吉林大学地球科学学院，长春 130061

4.中国石油大学胜利学院，山东 东营 257097

0 引言

火成岩作为一类特殊的油气储层得到越来越多石油地质学家的青睐。勘探证实，不同岩性、岩相的岩石均可成为有利储层［1－2］，如：日本新泻地区以流纹岩与英安岩为主的火山熔岩储层［3］；美国Great Basin盆地Trap Spring油气田中火山凝灰岩储层［1］；我国辽河盆地欧利坨子地区玄武岩、粗面岩、粗面斑岩储层［4－5］；澳大利亚Browes盆地下侏罗统和渤海湾盆地惠民凹陷沙一、三段中辉绿岩储层［6－7］。据统计，在全球已发现的火成岩油气藏中，超过50%的油气产于中基性岩中，而酸性火山岩相对较少［8］。各类火成岩储层的储集空间受岩浆性质、喷发方式、成岩作用及后期改造等多重因素影响。

松辽盆地营城组火山岩储层以酸性火山碎屑岩及熔岩为主［9］，这与勘探初期寻找构造高点有直接关系。随着勘探深入，在玄武岩、安山岩及粗面岩等中基性溢流相火山岩中也获得了较大突破，其中粗面岩是中基性岩中重要的储层之一，储集物性较好［10］。事实上，辽河油田早在20世纪90年代就已在欧利坨子地区沙三下亚段粗面质火成岩中发现了规模可观的油气资源［5］。松辽盆地北部的安达、徐东地区发现了粗面质岩石，对于其产状和储层特征已进行了较高程度的研究［10－11］，但是对其岩石成因仍认识不清。笔者通过对典型钻井粗面岩岩心岩石学观察及岩石地球化学分析，探讨了松辽盆地北部粗面岩岩石成因。结合钻井与地震剖面解释，在前人工作基础上，详细分析了粗面质隐爆角砾岩形成机制，为进一步预测粗面岩储层分布规律奠定基础。

1 地质背景与岩石学特征

松辽盆地处于松嫩微陆块之上（图1a），东、北、西三面被张广才岭、小兴安岭和大兴安岭所围绕，北面为蒙古－鄂霍茨克缝合带，是我国中－新生代较大的具有断陷－坳陷双重结构的大型叠合盆地。盆地上部坳陷主要是沉积盖层，下部断陷为火山岩夹煤系地层［12］。徐家围子断陷位于松辽盆地北部，中央古隆起东侧（图1b）。营城组火山岩是松辽盆地3 000m以下断陷期的主要油气储层［13］。营城组火山岩主要分布在营一段和营三段：营一段火山岩年龄为120～130Ma，以酸性火山岩为主，夹中基性火山岩，主要分布在徐家围子断陷中部及以南地区；营三段火山岩年龄为110～115Ma，中基性岩与酸性岩均有发育，主要分布在徐家围子断陷中部及其以北地区［11］。

松辽盆地北部徐家围子断陷粗面岩主要发育在营城组一段中，表现为高位喷发、低位充填的特征，在火山口附近厚度大，远离火山口厚度小。目前在XS10、XS11、XS213、SHES203、SHES7等井区发现厚层粗面岩，分布广泛［11］（图1c）。与玄武岩相比，粗面岩岩浆黏度高，喷出后不易流动，大多形成距离短而厚的熔岩流，充填低地形，地震剖面上呈反丘状、透镜状和不规则状，内部多见杂乱反射，中弱振幅，连续性差至中等（图2）。

以XS10井作为主要研究对象。该井所处的火山岩圈闭位于升平－兴城鼻状构造带上，靠近丰乐低隆起。火山岩体面积27.7km2，钻遇营城组火山岩厚度449.5m（未穿），钻井取心累计进尺16.40 m，累计心长15.58m，平均收获率95.0%。岩心描述与显微薄片观察表明，岩心整体呈紫红色，致密坚硬，斑状结构，斑晶为自形－半自形中性斜长石，体积分数不足5%，另有少量石英，少见钾长石斑晶。基质为隐晶质，显微镜下可见基质具有细小碱性长石半定向排列的粗面结构（图3）。岩心见不规则裂隙，多呈高角度，裂隙宽为0.5～1.0mm，另外可见暗紫色隐晶质“岩汁”穿插其中，宽度不等，0.5mm～1.0cm，其中宽1.0cm范围的“岩汁”多夹杂着粗面岩小碎块。局部可见较大粗面岩角砾被“岩汁”胶结在一起，形成隐爆角砾岩，即岩浆期后热液流体炸碎已经喷出地表的粗面岩，并将其角砾胶结在一起形成原地角砾岩（图3）。

图1 徐家围子断陷地理位置与粗面岩分布简图（图c据文献［11］修编）Fig.1 Simplified geological map and distribution of trachyte in Xujiaweizi depression，Songliao basin（map of c modified from reference［11］）

2 样品处理与实验方法

由于粗面岩经历了隐爆角砾作用，因此必须将原岩与后期热液分离，以保证原岩地球化学测试的准确性。样品全部采自XS10井粗面岩（图3），选择6块含最少“岩汁”的样品进行后期处理，将原岩与后期热液物质分离开。样品分离工作在河北省地矿局廊坊实验室完成。具体分离过程：1）用碎样机将样品粗碎后（40目以上），挑选出原岩（原岩和岩汁在颜色和结构上有明显差异）；2）对于40目仍无法分离的样品，用研钵继续破碎直至能将原岩与岩汁分离的粒级为止，然后继续挑选；3）选样完成后，对于能观察到碳酸盐矿物的样品进行质量分数为10%的稀盐酸处理，去除杂质；4）60℃烘干样品，破碎至200目用于地球化学分析测试。

图2 XS10－XS11连井地震剖面图Fig.2 XS10－XS11connecting－well seismic section

图3 钻井岩心与显微薄片照片Fig.3 Photos of core and microscopic section

样品的岩石地球化学测试工作在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室完成。主量元素使用X－射线荧光光谱仪（XRF－1500）采用外标法测定，分析误差优于5%。微量元素利用酸溶法制备样品，使用ICP－MS（ElementⅡ）标准曲线法测试，用国家标准参考物质GRS1（花岗岩）进行质量监控，绝大多数元素RSD≤10。Sr－Nd－Pb同位素组成用德国Finnigan公司生产的MAT262热电离质谱仪测定。Sr同位素比值采用86Sr／88Sr＝0.119 4进行质量分馏校正；Nd同位素比值采用146Nd／144Nd＝0.721 9进行校正；Pb同位素比值采用NBS－981标样进行校正 。

3 岩石地球化学分析结果

3.1 主量元素

粗面岩主量和微量元素分析结果列于表1。w（SiO2）为62.23%～64.64%，平均为63.83%，w（K2O＋Na2O）为 11.78% ～12.42%，平均为11.98%，Na2O／K2O为0.95～1.53，钾钠质量分数基本相当。w（Al2O3）较高，为16.38%～17.76%，平均为17.03%。TAS图解显示（图4a），本次所测样品与大庆油田对XS10和XS11井测试的粗面岩样品都分布在粗面岩与粗面英安岩范围之内。标准矿物计算q①q＝［Q／（Q＋An＋Ab＋Or）］＊100%，Q、An、Ab、Or为计算所得CIPW 标准矿物质量分数。为3.9%～5.3%，属于粗面岩范围，与松辽盆地营城组主体火山岩硅碱质量分数差异较大。在w（SiO2）－w（K2O）图上，样品全部投影在钾玄岩系列（图4b），属于碱性系列岩石，里特曼指数平均值达6.9，而营城组主体火山岩属于钙碱性或高钾钙碱性系列。

3.2 稀土元素和微量元素

松辽盆地北部粗面岩的稀土元素富集，w（∑REE）＝（217.448～254.987）×10－6，平均为239.900×10－6，（La／Yb）N＝10.3～14.3，轻重稀土分馏明显，重稀土内部分馏不明显。中等程度负Eu异常，δEu＝0.49～0.63。在稀土配分图上（图5a），曲线为右倾型，轻稀土倾斜较大，重稀土相对平缓，配分型式与松辽盆地营城组基性岩曲线相交［19］。

粗面岩强不相容元素Rb、Ba、Th、U质量分数较高，w（Rb）为（89.547～132.48）×10－6（平均为107.210× 10－6）、w（Ba）为（751.364 ～1 088.399）×10－6（平均为 869.820×10－6）、w（Th）为（11.635～14.429）×10－6（平均为13.386×10－6）、w（U）为（1.779～3.147）×10－6（平均为2.288×10－6）。在原始地幔标准化蛛网图上，曲线为峰谷相间的右倾型，强不相容元素（Rb、Ba、Th、U、Nb、K等）正异常，Sr、P、Ti负异常（图5b）。粗面岩微量元素标准化曲线与松辽盆地营城组基性岩曲线不平行，反而相交。

3.3 Sr－Nd－Pb同位素特征

粗面岩Sr、Nd、Pb同位素分析结果见表2。3个粗面岩样品都具有较低的（87Sr／86Sr）i，相对应较高的εNd（t）值。在Sr－Nd图上，投影在OIB范围之内或OIB和CFB界限上（图6）。

卡拉胶是从麒麟菜、石花菜、鹿角菜等红藻类海草中提炼出来的亲水性胶体。卡拉胶稳定性强，具有溶解性、胶凝性、增稠性、协同性，可以被大肠细菌酵解成短链脂肪酸，成为益生菌的能量源。从几百年来人们的食用和商业应用可以证明，这种东西并不含有害人体的物质[3]。卡拉胶本身是增稠剂，但它不是从工业中提炼出来的，而是从海里的植物中提炼出来的，所以具有一定的营养价值。

粗面岩的Pb同位素比值具有高度一致性，变化范围非常小，其中（206Pb／204Pb）i、（207Pb／204Pb）i、（208Pb／204Pb）i的平均值分别为18.389、15.505和38.151，在相关判别图上［22］，样品都投影在地幔演化线附近（图7）。

图4 徐家围子断陷营城组粗面岩TAS（a）与w（SiO2）－w（K2O）图解（b）Fig.4 TAS（a）and SiO2－K2O（b）diagrams for trachytes from Yingcheng Formation in Xujiaweizi，Songliao basin

表1 松辽盆地徐家围子营城组粗面岩主量元素和微量元素质量分数Table 1 Major elements and trace elements of composition trachytes from Yingcheng Formation in Xujiaweizi，Songliao basin

4 粗面岩成因

4.1 蚀变作用与陆壳混染

盆地火山岩长期受热液活动、埋深变质、低温水合作用和长英质基质本身脱玻化作用等影响，蚀变作用是不可避免的。这些过程均可不同程度地活化某些主量元素（Si，Na，K，Ca）和大离子亲石元素（Rb、Ba、Sr），但基本不会改变高场强元素和稀土元素的活动性［23］，具体表现为：低温水合和长英质脱玻化作用易导致K、Si元素的增加而Na元素减少；热液活动通常会使K、Rb、Ba和Si元素富集而Na、Ca和Sr亏损；埋藏和区域变质作用也会提高K、Sr、Rb和Ba等元素的活动性。因此，对盆地火山岩成因的分析应该主要集中于 HFSE（Zr、Hf、Nb、Ta、Ti、P）和REE。本次所采粗面岩岩心相对新鲜，主、微量元素都相对比较集中，离散性小（图4、5），表明其受蚀变作用影响较小，可以用于讨论岩石成因。

表2 松辽盆地徐家围子营城组粗面岩Sr－Nd－Pb分析结果Table 2 Sr－Nd－Pb isotope composition of trachytes from Yingcheng Formation in Xujiaweizi，Songliao basin

图5 徐家围子断陷营城组粗面岩球粒陨石标准化稀土配分图（a）和原始地幔标准化微量元素蛛网图（b）Fig.5 Chondrite－normalized rare earth element（REE）pattern（a）and primitive mantle－normalized trace element pattern（b）of trachytes from Yingcheng Formation in Xujiaweizi，Songliao basin

大陆内部产生的岩浆在上升过程中很容易受到不同程度的陆壳物质混染，但也不是完全绝对的。Nb／U值通常可以作为判别地壳混染的标志：洋中脊玄武岩（MORB）和洋岛玄武岩（OIB）的Nb／U值高而均一（47±10）［24］，大陆地壳的 Nb／U 通常较低（9.7）［25］，本区粗面岩 Nb／U 值为25～41，表明地壳物质加入并不明显。K2O／Na2O（0.65～1.06）相对稳定，w（Sr）值未明显升高，较高的w（Nb）、εNd（t）（3.42～3.90）和较低的La／Nb（小于0.9）也排除了显著的地壳混染。

4.2 部分熔融与分离结晶

前人研究表明，部分熔融与分离结晶均可产生粗面岩（正长岩）岩浆。低压环境下，碱性或过碱性玄武质岩浆可直接分离结晶产生粗面质岩浆，具有明显的负Eu异常。高压环境下（＞1.5GPa），加厚陆壳底部部分熔融也可产生粗面岩（正长岩）岩浆，其熔融残余矿物中无斜长石，相当于榴辉岩矿物组合，具有无负Eu异常的稀土配分样式［26］。

图6 徐家围子断陷营城组粗面岩（87Sr／86Sr）i－εNd（t）图解Fig.6（87 Sr／86 Sr）i－εNd（t）diagram for trachyte from Yingcheng Formation in Xujiaweizi，Songliao basin

松辽盆地营城组粗面岩是否为玄武质岩浆经结晶分异形成？如果分离结晶作用是主要的岩浆演化过程，那么粗面岩与本区玄武质岩石应具有连续的演化关系，而松辽盆地营城组火山岩岩石学与硅碱图（图4）显示：本区火山岩以中酸性钙碱性岩为主，玄武质岩石相对较少，尤其缺乏粗面玄武岩、玄武粗面安山岩以及粗面安山岩系列；在主量和微量Harker图上（图略），粗面岩也不具有与中基性岩连续演化趋势，因此粗面岩由基性岩浆直接分离结晶作用形成的可能性较小。此外，无论是稀土元素还是微量元素配分图，本区粗面岩并未有继承基性岩分布模式特征，两者的分布曲线反而相交，也证明粗面岩不太可能由本区玄武质岩浆分离结晶而来。利用强不相容元素和弱不相容元素的比值可以区分部分熔融与分离结晶作用。笔者所测6个粗面岩样品在La／Yb－La图解中呈现出相对吻合的斜线（图8），表明粗面质岩浆主要由部分熔融作用形成。粗面岩中Sr与Eu的亏损，表明在粗面质岩浆的形成过程中，可能存在一定量的斜长石分离结晶。Rb与K的正异常表明钾长石分离结晶作用不明显，这与粗面岩中斑晶体积分数较低（＜5%）且主要为斜长石、无钾长石相吻合。

图7 徐家围子营城组粗面岩（207 Pb／204 Pb）i－（206 Pb／204Pb）i、（208Pb／204Pb）i－（206Pb／204 Pb）i相关图（底图据文献［22］）Fig.7（207 Pb／204 Pb）i－（206 Pb／204 Pb）iand（208 Pb／204 Pb）i－（206 Pb／204 Pb）icorrelation diagrams for trachyts from Yingcheng Formation in Xujiaweizi，Songliao basin（base map modified from reference［22］）

4.3 粗面岩源区

粗面质岩石岩浆源区类型多样，主要包括：1）粗面质岩石和玄武质岩石为同源岩浆分离结晶产物［27］，也有人认为两者不具演化关系，为异源岩浆产物［28］；2）铁镁质岩浆底侵导致下地壳熔融［29］；3）幔源玄武质岩浆同化混染壳源花岗质岩浆产生［30］；4）年轻下地壳受深俯冲上地壳析出流体交代后部分熔融产生［31］。

图8 粗面岩La／Yb－w（La）图解Fig.8 La／Yb－w（La）diagram of trachytes

松辽盆地营城组基性岩与粗面岩Sr、Nd同位素主要落入OIB范围内（图6），说明2类岩浆可能都主要来自类似于OIB的地幔源，但两者不具演化关系（前文已述）。粗面岩εNd（t）为正值，却显著低于 MORB，远高于正常地壳值，且初始（87Sr／86Sr）i远远低于地壳值，排除了粗面质岩浆为亏损地幔或成熟地壳部分熔融产物。花岗岩研究表明，中国北方中生代存在广泛分布的刚从地幔分离不久的年轻地壳物质［32］，粗面岩正εNd（t）值与中国东北地区广泛分布的花岗岩Nd同位素极为相似，表明粗面岩岩浆形成过程中年轻物质应起到重要作用，较低的Nd模式年龄（3个样品的平均值为522Ma）也证明了这一点（粗面岩年龄定为115Ma，营城组一段火山岩主体年龄）。粗面岩的εNd（t）值（平均值3.59）稍高于营城组同时期流纹岩值（1.38～3.38）［33］，表明其源区古老地壳加入有限，主要为年轻地壳。事实上，近年来天然岩石样品的实验岩石学研究表明，无论是大陆地壳还是加厚地壳岩石高压条件下部分熔融主要形成花岗质成分，很难形成正长质（粗面岩）岩浆［34－35］，理论上也排除了粗面岩为成熟地壳的部分熔融。根据李龙等［22］建立的我国大陆中、新生代花岗岩铅构造模式图（图7），松辽盆地粗面岩均落入地幔演化线附近，也表明源区具有幔源组分特征，而在208P／204Pb－206Pb／204Pb图上，粗面岩位于上下地壳并靠近上地壳端元，可能代表源区含有因俯冲而带入的上地壳流体成分。

综上所述，松辽盆地徐家围子断陷粗面岩地球化学特征既不同于亏损地幔部分熔融产物，也不同于成熟度高的陆壳部分熔融产物，其源区与东北地区广泛存在的年轻地壳物质密切相关，考虑铅同位素特征，可能有少量地壳物质加入源区。原始岩浆形成之后在上升过程中基本未受地壳物质混染，但发生了一定程度的分离结晶作用。中国东部中生代以来受太平洋板块俯冲影响，区域软流圈上涌、岩石圈大规模去根减薄，且在120～130Ma的早白垩世达到高潮［36］；与此同时，区域新生地壳与古老地壳混合熔融产生了大规模的中酸性岩浆，包括松辽盆地断陷期酸性岩浆活动［33］。在古老地壳少量参与下，区域年轻地壳发生部分熔融产生了粗面岩原始岩浆，经进一步分离结晶作用形成松辽盆地营城组粗面岩。

5 隐爆角砾岩形成机制

隐爆角砾岩是近地表超浅成（0.5～3km）封闭条件下岩石经隐蔽爆发作用形成的角砾状碎屑岩。一般在岩浆上侵活动的末期，岩体尚未完全固结，在其顶部聚集了大量含挥发分的岩浆期后热液，随着热液不断聚集，温度、压力随之升高，当破碎带内压力超过围岩承受压力时，发生隐蔽爆破［37－38］。隐爆角砾岩由于受多期热液活动影响，富集多种金属元素，如金、银、铜、铅、锌、铁、钨、钼等［39－40］。近年来，火成岩储层研究表明，隐爆角砾作用是火成岩储层形成的主要控制因素之一。我国辽河油田欧利坨子地区油气藏储层主要为粗面质隐爆角砾岩［5，41］。当粗面质岩浆侵入到浅地表围岩后，随着岩浆冷凝结晶，温度、压力不断降低，在岩浆周围逐渐形成一层粗面斑岩冷凝壳，随后岩浆中的CO2、H2O等挥发物质不断聚集在风化壳下部，当冷凝壳不足以承受内部压力时，已结晶的、未结晶的以及围岩都将在原地发生炸裂，随后热液物质快速冷凝结晶，“胶结”原岩形成隐爆角砾岩。

热液活动是岩浆期后作用的重要组成部分，一般温度在50～700℃（低于400℃为主），压力介于10～30kPa［42］。松辽盆地白垩系岩浆期后热液活动十分发育［43］，表现形式多样，如孔缝充填的碳酸盐或硅质沉积物，流体包裹体中的烃或CO2，隐爆角砾岩内充填的“岩汁”等，其中热液流体导致的隐爆角砾作用对火山岩储层物性影响最大［44］。王璞珺等［43］在研究松辽盆地东南隆起区营城组火山岩剖面时发现，营城组岩浆期后热液活动所产生的隐爆角砾岩化现象主要见于古火山口附近，直径通常为500～1 000m，面积1～2km2，深源富氧富挥发分热液流体沿火山通道向上运移聚集。松辽盆地钻井岩心揭示的隐爆角砾岩与盆地东南缘所发现的角砾岩基本相似。

火山岩中隐爆角砾岩化机理与次火山岩有所差别，通过地震剖面、钻井岩心观察，笔者认为营城组粗面岩中的隐爆角砾岩形成机制如下：

1）沙河子组沉积后，玄武质岩浆从岩浆房沿断裂穿过下部地层喷出地表形成营城组玄武岩，玄武岩覆盖在沙河子组或火石岭地层之上，充填低洼地带（图9a）。

图9 徐家围子断陷粗面质隐爆角砾岩形成模式图Fig.9 Formation model of trachytic crypto－explosive breccia from Yingcheng Formation in Xujiaweizi depression，Songliao basin

2）粗面质岩浆形成后沿原有断裂和古火山通道多次喷发，形成多期次的溢流相粗面岩。后期热液流体中的气相物质（富含H2O、CO2、CH4等气体）不断聚集至粗面岩冷凝壳内，聚集带处随着岩浆冷凝可产生少量收缩缝（图9b）。

3）随着岩浆进一步冷凝结晶，气体不断聚集，当冷凝壳的气体内压大于外压时，气体聚集带附近发生爆炸，岩石爆碎、震碎以及崩碎形成角砾及碎粉，体积增加，孔隙度和渗透率增大（图9c）。

4）角砾形成之后，深部岩浆房“岩汁”沿着早期断裂持续向上运移，聚集至角砾破碎带内。随着温度下降，逐渐冷凝结晶，固结已形成的隐爆角砾，形成隐爆角砾岩（图9d）。

6 结论

1）松辽盆地徐家围子断陷粗面岩主要分布在营城组三段，表现为高位喷发、低位充填的特征，在火山口附近厚度大，远离火山口厚度小。

2）营城组粗面岩属于钾玄岩系列，富集稀土元素，强不相容元素Rb、Ba、Th、U质量分数较高。粗面岩具有较低的（87Sr／86Sr）i，相对较高的εNd（t）值。粗面质岩浆为区域年轻地壳组分部分熔融形成，经历了一定程度的分离结晶作用。

3）粗面岩经多次喷发后，深部热液气体不断聚集至粗面岩内部发生隐蔽爆炸，在角砾固结之前，岩浆期后“岩汁”充填其中，胶结已形成的角砾，形成隐爆角砾岩。

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